Curso OnLine de Patrón de Yate Tema 2 Meteorologia

Tema 2

Tema 2 Meteorología:

En este apartado, veremos Segunda parte del tema 2 Meteorología.

Son los apartados,

2.4: Humedad

2.5: Nubes

2.6: Nieblas

2.7: Olas

2.8: Corrientes Marinas

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Tema 02 Meteorología:

Tema 02 Meteorología:

2.4. HUMEDAD. CONCEPTOS DE:

Cantidad de agua contenido en una porción de aire, en cualquiera de sus estados, solido, liquido, o gaseoso. Cuando no admite más humedad, se dice que la atmosfera está saturada.

La mayor parte de este vapor de agua contenido en la atmosfera viene de la evaporación de mares y océanos.

La humedad se mide con un aparato llamado higrómetro.

Una masa de aire cálida, podrá llegar a contener más cantidad de vapor de agua que una más fría.

2.4.1. HUMEDAD ABSOLUTA Y RELATIVA.

Humedad absoluta: Cantidad El valor de la humedad absoluta decrece con la altura, pero se mantiene con la temperatura.

Su valor máximo o de saturación es en el que tiene lugar la condensación en forma de gotas o de cristales de hielo.

Humedad relativa: Es la relación que existe entre la humedad absoluta y la de saturación a esa misma temperatura, es decir, da el tanto por ciento de vapor de agua que contiene el aire en relación con el que podría contener como máximo a esa temperatura.

La humedad relativa de cada día suele ser máxima al amanecer,  ya que es en ese momento cuando la temperatura del aire es mínima

A igual Humedad absoluta, una masa de aire más fría tendrá mayor humedad relativa.

A menor humedad relativa, la visibilidad será mejor.

Al bajar la temperatura, si la humedad absoluta es la misma, la humedad relativa aumenta, y viceversa. El aire estará saturado cuando la humedad relativa sea del 100%.

Ejemplo: Si un metro cúbico de aire contiene 20 gramos de vapor de agua y tiene una humedad relativa del 80%, quedaría saturado con 25 gramos de vapor de agua.

En determinadas ocasiones, la cantidad de vapor de agua contenido en la atmósfera rebasa el 100% de humedad relativa, sin que se produzca la condensación. Este estado se llama sobresaturación y no suele durar mucho tiempo.

2.4.2. PUNTO DE ROCÍO.

Decíamos que la cantidad máxima de vapor (humedad absoluta) que puede contener una porción de atmosfera, depende de la temperatura.  A menor temperatura, menor es la cantidad de vapor que puede contener, por lo que la humedad relativa aumentará. Por lo tanto, si vamos bajando la temperatura, llegará un momento en el que el aire se satura, siendo esta temperatura el Punto de rocío.

Se llama punto de rocío al valor que debe tomar la temperatura para que, sin variar la cantidad de vapor de agua, se alcance el punto de saturación.

Al punto de rocío se puede llegar:

  • Añadiendo más vapor de agua a la masa de aire.
  • Enfriando el aire.

No se alcanzará nunca el punto de rocío si se sustrae vapor a la masa de aire.

2.5. NUBES.

Las nubes son zonas de la atmosfera, donde el vapor de agua se ha condensado (ha pasado de estado gaseoso a liquido o solido), haciéndose visible. Son pequeñas gotas de agua o cristales de hielo, los cuales que quedan pegados a partículas de micropolvo en suspensión. Si condensa más, estas gotas o cristales de hielo, caerán por su propio peso (lluvia, nieve, o granizo).

2.5.1. CLASIFICACIÓN SEGÚN SU PROCESO DE FORMACIÓN, SU FORMA Y SU ALTURA.

2.5.1.1. PROCESO DE FORMACIÓN

Según el proceso de formación existen tres tipos de nubes:

  • Nubes convectivas o de convección: La inestabilidad atmosférica genera corrientes de aire ascendentes y descendentes. Cuando una corriente ascendente alcanza el nivel de condensación (se enfría hasta que el vapor se convierte en gotitas de agua), forma una nube. Cuanto más suba por encima de este nivel de condensación, más alta será la nube. Son nubes algodonosas llamadas cúmulos. Si sigue subiendo más todavía, estas gotas se hacen más grandes, todavía manteniéndose en el aire por la corriente ascendente, hasta que pesan tanto que la corriente no puede con ellas, precipitándose en forma de lluvia o nieve o granizo. Son nubes llamadas cumulonimbos. La base de estas nubes es plana y horizontal, al encontrarse el nivel de condensación a una altura constante.
  • Nubes orográficas. Al soplar el viento contra una montaña, la masa de aire se ve forzada a ascender por la cara de barlovento de esta. Esto es el ascenso orográfico. Si esta masa de aire contiene suficiente humedad, al ascender condensará y se producirán las nubes en las crestas de la montaña, incluso pueden llegar a producirse precipitaciones. En general este tipo de nubes no puede extenderse gran distancia mar adentro, salvo en raras ocasiones.
  • Nubes frontales. Cuando dos masas de aire de diferente temperatura se encuentran, la masa de aire cálido ascenderá por encima de la masa de aire más frio, debido a la diferencia de densidad. Igual que hemos visto antes, una masa de aire que gana altura, se enfría y acaba condensando si tiene la humedad suficiente. Existen dos tipos de Nubes frontales:
    • De frente cálido: La masa de aire cálido, asciende lentamente y ocupando mucha extensión horizontal por encima de la de aire frio que la precede. Se formarán nubes de tipo estratiforme, debido que va ascendiendo lentamente por capas. En la parte alta y más adelantada, las nubes serán más altas, de tipo cirros, apareciendo después más bajas, los cirrostratos, y altoestratos, y al final, las más bajas estratos y nimbostratos con precipitaciones en forma de lluvia.
    • De frente frio: La masa de aire frio se introduce por debajo de la de aire cálido, obligándola a ascender rápidamente y en poco espacio, por lo que se producirán nubes muy verticales tipo cúmulos y cumulonimbos, generando precipitaciones de tipo chubasco.

2.5.1.2. FORMA

Las formas primitivas son:

  • Nubes en montones (cúmulos).
  • Nubes en capas (estratos).
  • Mezcla de tipos: nubes en capas de montones (estratocúmulos).

2.5.1.3. ALTURA:

  • NUBES ALTAS. La base se sitúa por encima de los 6.000 metros, y están formadas por cristales de hielo. El nombre general es el de Cirros (Ci), y dentro de estos, se dividen en Cirrocúmulos (Cc) y Cirrostratos (Cs). Nubes aisladas y fibrosas, o con forma de coma o pluma, de color muy blanco y sin sombras. Se forman en la parte delantera de un frente cálido, y traen en unas 24 horas bajadas de temperaturas.
  • NUBES MEDIAS. La base se sitúa entre los 2.000 y los 4.000 metros. Son análogos a las nubes bajas, pero al estar a más altura, se le coloca el prefijo “Alto”. Tenemos Altocúmulos (Ac) y Altostratos (As).
  • NUBES BAJAS. La base se sitúa por debajo de los 2.000 metros. Tenemos los Estratos (St), Estratocúmulos (Sc) y Nimbostratos (Ns).
  • NUBES DE DESARROLLO VERTICAL. Gran crecimiento vertical, desde los 600 hasta los 13000 metros. Pueden tener su base a muy poca altura. Las formas principales son los Cúmulos (Cu), nubes densas, cuya cima forma cúpulas y está guarnecida de protuberancias redondeadas, y los Cúmulonimbos (Cb), masa potente de nubes, cuya parte superior es de estructura fibrosa y a veces se extiende en forma de yunque.

Estrato: Formado por una capa continua, de baja altura, similar a la niebla, pero sin tocar el suelo.

Nimbostrato: Formado por una capa de nubes de baja altura, sin forma y densas, de la que se desprende lloviznas. Color gris sombrío, que da la impresión de estar ligeramente iluminado desde el interior. Cubren todo el cielo. Se distingue del estrato por su color más oscuro y su aspecto amenazador y también por su precipitación. Base por debajo de los 2000 metros, y pueden alcanzar alturas superiores a los 6000 metros.

Estratocúmulos: Mezcla de estratos y cúmulos.  Capa nubosa, gris, sombría, con intervalos más claros.

 

GENERO

SÍMBOLO

CARACTERÍSTICAS

NUBES ALTAS      por encima de 6 Kms. de altura

Cirros.

Ci

Nubes de aspecto filamentoso, no provocan precipitación.

Cirrocumulos

Cc

Nubes de aspecto de glóbulos, no provocan precipitación.

Cirrostratos  

Cs

Nubes con aspecto de velo, provocan el halo solar y lunar.

NUBES MEDIAS    entre  2 y 5 Kms. De altura

Altocumulos

Ac

Con forma de glóbulos, que no dan precipitación.

Altoestratos

As

Forman un manto que opaca al sol, no produce lluvias.

Nimbostratos

 

 

NUBES BAJAS       por debajo de 2 Kms. De altura

Estratocumulos

Sc

Bancos de nubes cumuliformes que producen lluvias ligeras continuas y lloviznas.

Estratos

St

Manto de nubes grises que pueden provocar lloviznas al espesarse mucho.

Cúmulos  

Cu  

Nube aislada y densa, que se desarrolla verticalmente con protuberancias, no producen lluvias. De forma algodonosa.

NUBES DE DESARROLLO VERTICAL

Cumulonimbos

Cb

Nube densa y potente, de considerable desarrollo vertical que produce chubascos y tormentas eléctricas. Base por debajo de los 2000 metros, y altura por encima de los 6000 metros.

 

2.6. NIEBLAS.

La niebla es una nube tan baja que toca el suelo.

Nombre Visibilidad
Niebla muy espesa. Inferior a 50 metros.
Niebla espesa. Entre 50 y 200 metros.
Niebla regular. Entre 200 y 500 metros.
Niebla moderada. Entre 500 y 1000 metros.
Neblina. Entre 1 y 2 Km.
Bruma. Entre 2 y 10 Km.

Al igual que las nubes, se forman por la condensación de vapor de agua sobre microparticulas suspendidas, siempre que la humedad relativa este cerca del 100%.

La formación de niebla, lleva añadida una disminución de la visibilidad, llamándose de diferentes maneras según la distancia de visibilidad.

Calima: No es niebla, sino que la opacidad del aire es causada por partículas sólidas, como polvo, arena o sales marinas procedentes de la evaporación de los rociones de mar.

Bruma: Estado de turbidez de la atmósfera que permite ver a más de 2 Km. y menos de 10 y que no es producido por calima.

2.6.1. CLASIFICACIÓN SEGÚN SU PROCESO DE FORMACIÓN.

Procesos de formación Enfriamiento Nieblas de radiación
Nieblas de advección
Nieblas orográficas
Evaporación Nieblas de Vapor
Nieblas frontales
Mezcla Nieblas de mezcla

 

Nieblas de enfriamiento:

Se deben a una bajada de la temperatura de la masa de aire, bien porque pierde calor, o porque se expansiona debido a un ascenso en altura, al disminuir la presión.

Debido a enfriamiento de la masa de aire:

Nieblas de radiación: Al enfriarse la superficie de la tierra, se enfría debido a radiación el aire situado inmediatamente sobre él. Se forma casi siempre sobre tierra y durante la noche o la madrugada, ya que la temperatura de la superficie del mar (Agua) casi no varía en un día. Puede desplazarse mar adentro observándose con frecuencia en los puertos y desembocaduras de ríos o estuarios.

Nieblas de advección: El enfriamiento se debe a una masa de aire cálido y húmedo desplazándose sobre una superficie relativamente más fría. Se forma normalmente sobre el mar. En la costa es frecuente en invierno, cuando después de un período de tiempo frío soplan vientos más templados procedentes del mar. Este es el tipo de niebla más persistente e intensa que puede encontrarse en el mar. Se presenta donde predominan vientos relativamente cálidos y húmedos y el agua es anormalmente fría

Debido a un ascenso de aire:

Nieblas orográficas o de montaña: Una masa de aire en movimiento que choca contra una montaña, obligándose a subir por la ladera, enfriándose al ganar altura.

Nieblas de evaporación:

Se puede formar cuando una masa de agua relativamente templada se evapora en un aire más frío. 2 procesos:

Nieblas de vapor: Una masa de aire frío y húmedo se desplaza sobre una superficie de agua mucho más caliente, evaporando el agua, y rápidamente, condensándose en el aire frio. El contraste de temperatura tiene que ser muy acusado.

Nieblas frontales: Se dan en frentes, en los que cae una lluvia procedente de una capa de aire más cálido en altura. Esta lluvia caliente o templada, al pasar por la masa de aire  más frio cerca de la superficie, hace que se evaporen las gotas, produciendo la niebla. 

Nieblas de mezcla:

Se forman en el encuentro entre una masa de aire frio, con una masa de aire cálido y húmedo. La masa de aire frio, enfría la masa de aire cálido si existe mucha diferencia de temperatura y humedad, formándose esta niebla por condensación.

Se suelen formar junto a los frentes cálidos u ocluidos, en latitudes altas.

2.6.2. PREVISIÓN A BORDO MEDIANTE UN PSICRÓMETRO.

Psicrómetro

El psicrómetro es el instrumento utilizado para determinar la humedad relativa.

Son dos termómetros: Uno denominado “seco”, en contacto directo con el aire, y otro denominado “húmedo”, el cual tiene el depósito de mercurio envuelto en una muselina mojada con agua destilada.

El agua de la muselina, se evapora al contacto con el aire, consumiendo calor, y enfriando el termómetro húmedo. Cuando el aire alrededor de la muselina no admita más vapor dejará de enfriarse el termómetro húmedo, siendo esa la temperatura del termómetro húmedo.

Si la diferencia de temperatura entre los termómetros es grande, significara que hay poca humedad relativa y viceversa. Si marcan la misma temperatura, la masa de aire está saturada.

La humedad relativa, la podremos leer en una tabla en la cual entramos con los valores de los dos termómetros.

Algunas tablas nos dan también el valor del punto de rocío, que es la temperatura a la que se producirá la condensación del vapor de agua.

A bordo, con un psicrómetro, se podrá prever la formación de niebla cuando la humedad relativa vaya acercándose al 100% (Temperatura húmeda y seca iguales) y la previsión de niebla disminuirá cuando la humedad relativa se aleje del 100%.

Para ello, leeremos las temperaturas de los dos termómetros, y entraremos en tablas para calcular el punto de rocío. El siguiente paso es medir la temperatura del agua de mar.

La probabilidad de formación de nieblas será más alta, cuanta más cerca estén las temperaturas del punto de rocío y la del agua del mar. Esto se da con humedades relativas por encima del 90%, y calma o viento flojo.

A efectos de ejercicios en los que no tenemos las tablas, para calcular el valor del punto de rocío, restaremos la diferencia entre los dos termómetros a la temperatura del termómetro húmedo. En la realidad, esto es solo válido para temperatura por debajo de 17ºC.

18 La lectura del psicrómetro es de 23ºC la bola seca y 20ºC la bola húmeda. La temperatura del agua del mar es de 20ºC y disminuye 1ºC cada 2 horas. ¿En cuántas horas podemos prever riesgo de mala visibilidad por nieblas?

C 6 horas
TS-TH=23-20=3; TH-Diferencia=20-3=17; Tmar-(Th-Diferencia )=20-17=3

18 La lectura del psicrómetro es de 26ºC la bola seca y 24ºC la bola húmeda. La temperatura del agua del mar es de 25ºC y disminuye 1ºC cada 3 horas. ¿En cuántas horas podemos prever riesgo de mala visibilidad por nieblas?

D 9 horas
TS-TH=26-24=2; TH-Diferencia=24-2=22; Tmar-(Th-Diferencia )=25-22=3

La cantidad máxima de vapor que admite la atmósfera depende de su temperatura o sea, de la que marca el termómetro seco (T). Este dato, junto con la del húmedo (T’) en su punto de equilibrio o saturación, permite precisar la humedad relativa. Las siguientes Tablas dan su valor, entrando con T’ y T-T’.

Si inicialmente el ambiente estuviese saturado, no habría evaporación ni enfriamiento, T-T’ = 0 y la humedad relativa sería, lógicamente, del 100%. 

2.6.3. DISPERSIÓN DE LA NIEBLA.

Las nieblas se dispersarán cuando desaparezca la causa que las produce.

  • Si el efecto es la condensación por enfriamiento y la humedad relativa, desaparecerá al subir la temperatura por encima del punto de rocío, desapareciendo así la condensación. Esta temperatura subirá por el transcurso por aguas o superficies más templadas o por el calentamiento del sol o por aires más cálidos.
  • La humedad relativa bajará por la acción de un viento seco, o con el aumento de la intensidad del viento que producirá la mezcla del aire de las diferentes capas.

En las nieblas de radiación al llegar al mar, como la temperatura en éste es generalmente más templada que la de la tierra que la niebla acaba de dejar, ésta suele desvanecerse rápidamente y rara vez llega a más de 10 millas de la costa.

La niebla de advección o niebla de mar. Como este tipo de niebla es debido a la frialdad del agua, el mejor medio de escapar de ella es gobernar hacia aguas más templadas.

La niebla frontal es de tipo transitorio y afecta a una zona de unas 50 millas de amplitud como máximo, que se mueve con el viento que sopla tras ella. Desaparece al pasar el frente.

La niebla puede también levantarse si el viento aumenta hasta la fuerza 4 o más de la escala de Beaufort. La turbulencia adicional mezcla completamente el aire en una capa de gran espesor, de forma que llega a la superficie aire relativamente seco procedente de las capas superiores.

2.7. OLAS.

El oleaje es un movimiento periódico de la superficie del mar, que se propaga a una velocidad determinada, pero sin transporte de masa, excepto en las rompientes. Su perfil es variable, aunque en general se considera sinusoide.

2.7.1 FORMACIÓN DE LAS OLAS.

Resultado visible de la transferencia de energía del viento a la mar: sin viento no hay olas, aunque éste no sople localmente, y sí muy lejos de ellas, caso de la mar tendida o mar de fondo conocida también por mar de leva.

Dos tipos de olas:

  • Mar de viento: Olas que levanta el viento que sopla encima de ellas (local). El aspecto de la mar de viento se caracteriza por la presencia de olas, más bien agudas y de longitud de onda generalmente corta o moderada, sobre las que suelen formarse olas más pequeñas. Se mueven en la dirección del viento.
  • Mar de fondo: Mar que se propaga desde un lugar en el que se generó por el viento local de esa zona o porque el viento desaparece sobre la zona quedando el oleaje. Su longitud de onda es muy grande, mucho mayor que la altura. Sus crestas son redondeadas y no rompen . Es independiente del viento que observamos en el lugar. En este caso, su dirección puede que no coincida con el viento de la zona por lo que podría haber dos tipos de mar diferentes pero actuando a la vez

Cuando las olas se acercan a la costa y disminuye la profundidad, disminuye 

Conceptos de intensidad, persistencia y fetch.

La mar de fondo es función de tres variables:

  • Intensidad del viento: Fuerza del viento medida en Nudos. Depende del gradiente de presión.
  • Persistencia: Número de horas que ha soplado el viento sobre el mar con una direccion constante. A más persistencia, mayores serán las olas.
  • Alcance (Fetch): Extensión recta sobre la que sopla un viento de dirección y fuerza constantes. Zonas en las que las isobaras son prácticamente paralelas.

2.7.2. DEFINICIONES DE: LONGITUD, PERIODO Y ALTURA DE LA OLA (SIN RELACIONARLOS).

Características de las olas.

Se deben a una bajada de la temperatura de la masa de aire, bien porque pierde calor, o porque se expansiona debido a un ascenso en altura, al disminuir la presión.

Debido a enfriamiento de la masa de aire:

  • Cresta: Parte superior de la ola.
  • Seno o Valle: Parte baja de la ola.
  • H: Altura en metros
  • A: Amplitud: Mitad de la altura = H/2.
  • L: Longitud de onda
  • T: Periodo en segundos
  • V: Velocidad de propagación en nudos: Distancia que recorre una cresta o un seno en una unidad de tiempo.
  • Frecuencia: Número de crestas o senos que pasan por un punto en un tiempo.
  • Dirección de propagación: Punto cardinal o ángulo de la rosa de donde viene. Si hay mar de viento y mar de fondo, se especificará cada una.

Formulas:
V = 3 x T ; L=1,6 x T^2; H = L/13

ÁBACOS:

Existen 2 ábacos:

  • De fuerza del viento (Grados Beaufort), altura de ola y millas de longitud de Fetch
  • De fuerza del viento, persistencia en horas y altura de ola.

El fetch no se puede aumentar, pero si la persistencia. Si la altura por persistencia es mayor que la altura por fetch el régimen es estacionario y la mar está plenamente desarrollada y el límite es el Fetch .Si la altura por persistencia es menor que la altura por fetch, el régimen es transitorio todavía y el factor que limita es la persistencia. Si calculamos la altura de ola mediante los ábacos escogeremos como altura de ola el menor de los valores hallado en los ábacos.

Ejemplo 1: Viento = 35 nudos (8 Beaufort), sopla durante 24 horas a lo largo de un Fetch de 600 millas. Calcular la altura máxima de ola que se espera.

El ábaco de Fetch para viento 8 y fetch 600 da una altura de 5,65 m, y en el ábaco de persistencia con viento 8 y persistencia 24 da una altura de 4,6 m, por lo que el régimen es todavía transitorio. Altura de ola = 4,6 metros.

Ejemplo 2: Viento = 35 nudos (8 Beaufort), sopla durante 48 horas

 El ábaco de Fetch para viento 8 y fetch 600 da una altura de 5,65 m, y en el ábaco de persistencia con viento 8 y persistencia 48 da una altura de 6,1 metros, por  lo que el régimen es ya estacionario Altura de ola = 5,65 metros. Siempre condiciona el menor valor. 

2.8. CORRIENTES MARINAS.

Las corrientes de las aguas superficiales de los mares, son el traslado de masas de agua que, según su temperatura y la dirección en que se desplacen, implican grandes transportes de energía en forma de calor que, al ser devuelto a la atmósfera por evaporación, puede llegar a ejercer considerable influencia en el clima de los mares y tierras adyacentes.

Este traslado se define por su dirección (rumbo hacia donde van) y por su velocidad o intensidad horaria.

A lo largo de muchos años de estudios, se ha demostrado que la mayoría son permanentes o se repiten según la estación del año. Estos datos y ubicaciones de las principales corrientes aparecen en los derroteros, cartas náuticas y en unas cartas especiales llamadas Pilot Charts.

Existen corrientes cálidas, como la Corriente del Golfo (Gulf Stream), que va desde el Golfo de México hasta las costas de Europa, provocando un clima más benigno en comparación al de las latitudes similares en la costa norteamericanas, y corrientes frías, como la de Labrador, que desde la  península canadiense del mismo nombre baja pegada a la costa E de Norteamérica.

Cuando coinciden dos corrientes de sentidos encontrados o cuando una corriente algo intensa pasa sobre una zona de poca profundidad y fondo irregular o cuando una corriente costera se ve forzada a doblar una punta muy pronunciada se puede producir olas anormalmente grandes.

2.8.1. CLASIFICACIÓN SEGÚN LAS CAUSAS QUE LAS ORIGINAN.

Según su origen:

  • Corrientes de densidad o termohalinas: Las diferencias de temperatura y salinidad entre aguas situadas en distintos lugares o a distintas profundidades del océano, generan variaciones de densidad, que dan lugar a estas corrientes. No suelen ser muy intensas.
  • Corrientes de arrastre o Deriva. Producidas por el rozamiento de los vientos sobre la superficie de los mares. Este rozamiento provoca el desplazamiento de la capa superficial que se rellena con agua proveniente de las capas inferiores. Es el caso de los alisios. La mayoría de corrientes pertenecen a esta clase. La velocidad de la corriente decrece y cambia de dirección con la profundidad de acuerdo con la espiral de Ekman
  • Corrientes de gradiente. Producidas por un gradiente de presión en las aguas, debido a una inclinación en el nivel, al encontrarse dos masas de distinta densidad, bien sea en superficie o a cualquier profundidad.
  • Corrientes de marea. Son debidas exclusivamente a las variaciones del nivel del mar originadas por la atracción de la Luna y el Sol, y son igual de periódicas que las mareas. Son las más fuertes, influyendo mucho en ellas el lugar y la configuración de la costa. A veces alcanzan unos valores de 8 y 10 nudos. 

Según sus causas: Corrientes periódicas, permanentes, costeras, superficiales, submarinas 

  • Corriente periódica: Modifica su dirección y/o velocidad en intervalos más o menos regulares como la corriente de marea.
  • Corriente permanente: Experimenta pocos cambios.
  • Corriente costera: Paralela a la línea de la costa.
  • Corriente superficial: Se presenta en la superficie del agua; hasta muy pocos metros de profundidad.
  • Corriente submarina: Corre bajo la superficie de la mar.

Circulación

Debido a la fuerza Coriolis, todas las corrientes sufren un desvío hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. El efecto es máximo en los polos y nulo en el ecuador. También influye en las trayectorias de las corrientes la configuración del fondo y el perfil de las costas.

Al chocar con la costa se produce la reflexión de las aguas, formando una o varias ramas secundarias o bien una contracorriente. Con frecuencia, fuertes corrientes oceánicas producen cerca de la costa contracorrientes en dirección opuesta a la corriente.

2.8.2. CORRIENTES GENERALES EN LAS COSTAS ESPAÑOLAS Y DEL MEDITERRÁNEO.

Debemos tenerlas muy en cuenta en la preparación de las navegaciones y durante ella.

Los vientos generales suelen indicar en la costa el nuevo sentido que va a tomar la corriente.

Corrientes generales en las costas españolas del atlántico.

  • Otro ramal recurva a la altura de Finisterre y se dirige hacia el S por la costa Portuguesa. Por otra parte los temporales del W o NW producen corrientes superficiales de no demasiada intensidad hacia el E.
  • Corriente en el Golfo de Vizcaya. La continuación de la Corriente del Atlántico entra por el Sur de las Islas Británicas, recurvándose en la costa francesa hacia el S, y recorriendo la costa cantábrica con rumbo Oeste. Es poco intensa, cuya velocidad puede variar o incluso anularse con los vientos dominantes del Oeste.
  • Corriente de Portugal. Otro ramal de la Corriente del Atlántico a la que se une la procedente del Cantábrico recorre la costa de Portugal hacia el S hasta la altura del Cabo de San Vicente, donde cambia a Rumbo Este hacia el Estrecho de Gibraltar. Es una corriente débil no superior a un nudo que puede ser afectada por los vientos dominantes.
  • Corriente de Canarias. La corriente de Portugal se prolonga con rumbo SSW y luego SW a lo largo de la costa africana hasta llegar al paralelo 20º N en donde se convierte primero en la Corriente de los Alisios y luego en la Corriente Subtropical Norte de rumbo Oeste. De esta forma se cierra el círculo de la corriente oceánica.

Corrientes en el Golfo de Cádiz

La corriente que entra desde Cabo San Vicente cerca de costa hacia el Estrecho es débil, excepto en las proximidades de la boca W del mismo. Sí que se notan mucho las corrientes producidas por los vendavales duros que son del NE en la costa de África, del N y NNW en la bahía de Cádiz y W en la de Huelva, siendo las corrientes de dirección opuesta, de componente S.

Corrientes en el estrecho de Gibraltar

Aquí las corrientes son muy fuertes, las generales, las de marea, y la producida por el vacío que hay que rellenar de agua por evaporación en el mar Mediterráneo. La corriente general va hacia el E por el centro, mientras que por las costas sigue la dirección de las mismas. La mayor velocidad se tiene a la altura de Tarifa, en donde puede llegar a los 2 nudos, reforzándose o debilitándose según se tengan vientos del W o del E. Como la velocidad de la corriente de marea suele ser de 2 a 2,5 nudos entre Tarifa y Punta Europa, se dan intensidades de hasta 4,5 nudos en la coincidencia de la corriente entrante con la general.

Corrientes en el Mediterráneo

Aquí tenemos corrientes muy variables, normalmente con circulación antihoraria.

En alta mar hasta la isla de Ibiza, predominan las  ENE y ESE con velocidades de hasta 2 nudos.

Málaga y Cabo Gata hasta el meridiano de Cabo San Antonio, es hacia el E, con intensidades cercanas al nudo. Entre Cabo Palos y Cabo San Antonio, la corriente se divide en dos ramas. Una se dirige hacia el ESE hacia las Baleares y la otra sigue al NE.

Desde el Golfo de León hasta Cabo San Antonio la corriente general es hacia el SW y SSW.

En el Golfo de León los vientos fuertes del NW producen una corriente hacia el S y SE que llega hasta las Baleares. Con vientos del SE al SW las aguas recalan en el Golfo, cambiando el sentido de la corriente en las Baleares hacia el N. 

Corrientes entre el Estrecho y las Islas Canarias

A lo largo de la costa africana la Corriente de Canarias, se dirige entre el S y SW, aunque los vientos del SW pueden llegar a pararla y hasta generar una contracorriente.

La intensidad es variable no pasando generalmente de 0,5 nudos. En las Canarias la dirección general es hacia el SW con giros hasta el W y a veces al NW, oscilando la intensidad hasta 1,3 nudos.

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